捕獲岩について

(1)

佐賀県，高島のアルカリ玄武岩中の超塩基性捕獲岩について

小林靖子＊・荒井章司＊

Ultramafic Nodulesin Alkali Basalt from Taka−Shima，

Saga Prefecture，Japan

Yasuko KoBAYASHl＊ and ShojiARAI＊

Alkalibasalt from Taka−Shima，Saga Prefecture，haslarge amounts of mafic and ultramafic nodules．Ultramafic nodules are derived from cumulus mantle，and SO−Called mantle peridotites are absent．Ultramafic nodules are classifiedinto three Groups，Ⅰ，Ⅱ，andⅢin terms of petrography．

Ultramafics of GroupIis relatively fine一grained，and minerals are closely packed．They consist of dunite，Wehrlite，01ivine clinopyroxenite，Clinopyroxenite，

Websterite，01ivine websterite and orthopyroxenite．

Ultramafics of GroupⅡ are characterized by coarse−grained pyroxenes with COmplicated grain boundary and prominent exsoluti？nlamellae・They consist of Clinopyroxenite，Websterite，Olivine websterite，Orthopyroxenite，01ivine orthopyro−

Ⅹenite and harzburglte．

Ultramafics of GroupⅢ are composed ofclinopyroxenite，Websterite，01ivine Websterite and orthopyroxenite．They are characterized by relative enrichment of Splnel and pale purplish brown color of pyroxenein thin section．

VolumerelationshipisGroupI≫Group E≫GroupⅢ，The age of formation is GroupI＞GroupⅢ＞GroupⅡ，aCCOrding to observation of composite xenoliths．

Cumulus mantle underneath Taka−Shima had been mainly produced by three StageS Ofigneous activities．First，SeCOnd and third stages correspond to the formations of ultramafics of GroupsI，Ⅲ andⅡ，reSpeCtively．

GroupI ultramafics make a thicklayer between mantle peridotite and Moho underneath Taka−Shima．They are partlyinvaded by network of Group Ⅲ ultramafics．Group Ⅱ ultramafics make a gigantic pocketin GroupI ultramafics，

through which Taka−Shima alkali basalt magma had erupted．

1981年1月22日受理

＊静岡大学理学部地球科学教室InstituteofGeosciences，Schoolof Science，Shi7110kaLTniversity，Shizuoka422．

(2)

1．はじめに

西南日本内帯の第四紀のアルカリ玄武岩は包有物に富んでいる．包有物は，数少ない地下深部の物質的情報をもたらすものとして重要である、FUJII（1974M S），TAKAHASHI ＿（1978），藤原（1980MS）は，

それぞれ，島根県浜田，隠岐，岡山県荒戸山の包有物を詳しく研究し，西南日本の地殻下部，上部マントルの構成，地温勾配について重要な情報をもたらした．

佐賀県唐津湾内の小島，高島（Fig．1）のアルカリ・

カンラン石玄武岩は包有物に富む事で有名であり，多くの研究者による報告がある．

Fig．1．Location of Taka−Shima．Two points on west and east coasts arelocalities where the abundance of xenolithic rocks was determined

（1：25，000map of Karatsu）．

(3)

YAMAGUCHI（1964）は，西日本の玄武岩中の超塩基

性岩包有物の研究の一部として，高島の包有物を研究した．そして，包有物と母岩の構成鉱物の類似性により，西日本の包有物は，ホストの玄武岩と成因的に関係がある事，また，単斜輝石のpackingindexおよび化学的特徴により，包有物はアルプス型カンラン岩より深い起源であるとした．

KuNO（1964）は，高島の輝石のメガクリストの成

因を検討して，それらはモホ由直下または地殻下部で，

ホストの玄武岩の石基と似た組成の液から，直接晶出したとした．また，超塩基性岩包有物は上部マントルの岩石である事を示した．

IsHIBASHI（1970）は，高島の塩基性および超塩基性包有物を単斜輝石の色によって，グリーンタイプ，ブラックタイプの2つのタイプに分け，化学組成をもとに，ブラックタイプは，地下30bより浅いマグマだまりで，玄武岩マグマからの沈積によってできたものであり，グリーンタイプは，ブラックタイプより深い上部マントル起源であるとしている．

OBATA（1972MS）は，高島の超塩基性捕獲岩を組織により，タイプⅠ，タイプⅢに分け，化学組成，鉱物組合わせをもとに，タイプⅠは，高島の下部地殻あるいは上部マントルをつくる，ソレアイトマグマからの沈積層であり，多少とも再結晶を受けており，タイプⅢは，タイプⅠより高温の平衡温度を示し，ホストのアルカリ・カンラン石マグマからの沈積物であると

している．

我々は，この高島の捕獲岩により，地下構造，特に，

上部マントル，下部地殻の進化を明らかにする目的で，

更に詳しい検討を試みている．今回は，従来記載されていなかった新しい事実をもとに，新たな視点で高島の捕獲岩について論じてみたい．

2．地質的背景および母宕

高島は，佐賀県唐津市唐津湾内の周囲3b花ほどの島

で，YAMACUCHI（1964）によると，白亜紀の黒雲母カ

コウ岩とホルンブレンド黒雲母カコウ閃緑岩をPlio−

ceneの斑状及び無斑品質カンラン石玄武岩がおおっている．その玄武岩中に捕獲岩が含まれている．

高島では，海岸にアルカリ・カンラン石玄武岩の円磨された転石が極めて豊富にあり，捕獲岩の採集・観察はすべて海岸の転石において行なわれた．

高島のアルカリ・カンラン石玄武岩は，肉眼で，黒っぼくてち密なものと，やや白っぽくて気泡の多いものの2つに分けられる．斑品としてカンラン石，単斜輝石，斜長石を含む．石基はカンラン石，単斜輝石，

斜長石，不透明鉱物から成っている．外来結晶と思われるものにキンク・バンドを示すカンラン石があり，

メガクリストには，単斜輝石，斜長石がある．

3．捕獲岩の分類および量比

高島のアルカリ・カンラン石玄武岩には，上部マントルもしくは下部地殻起源と考えられるカンラン岩から，高島の基盤を形成しているカコウ岩まで，種々の捕獲岩が含まれている．それらは，ダナイト，ウェールライト，カンラン右クリノパイロクシナイト，クリノパイロクシナイト，ウェブスタライト，カンラン石ウェブスタライト，オルソパイロクシナイト，カンラン石オルソパイロクシナイト，ハルツバージャイト，

ガプロ，カコウ閃緑岩，カコウ岩である．形は，球に近いものから，やや角ぼったものまであり，大きさはだいたい1〜30cmで，最大のものは，34×21C痛であっ

た．

ダナイトからハルツバージャイトまでの超塩基性岩は，組織，鉱物組合わせから，グループⅠ，グループ

Ⅱ，グループⅢの3つに分けられる．スピネルを含み，

薄片の輝石の色が紫褐色のものをグループⅢとし，グループⅢ以外で，粗粒，粒界が複雑，輝石中に離溶ラメラが顕著であるものをグループⅢ，それ以外をグループⅠとした．グループⅠは，細粒で，鉱物のパッキ

ングが強いことが特徴である．グループⅠは，ダナイ

ト，ウエールライト，カンラン石クリノパイロクシナイト，クリノパイロクシナイト，ウェブスタライト，

カンラン石ウェブスタライト，オルソパイロクシナイトから成り，グループⅡは，クリノパイロクシナイト，

ウェブスタライト，カンラン石ウェブスタライト，オ

ルソパイロクシナイト，カンラン石オルソパイロク

シナイト，ハルツバージャイトから成り，グループⅢ

(4)

は，クリノパイロクシナイト，ウェブスタライト，カンラン石ウェブスタライト，オルソパイロクシナイトから成る．グループⅠ，グループⅡは，おのおの IsHIBASHI（1970）によるグリーンタイプ，ブラック

タイプに，OBATA（1972MS）によるタイプI，タイプⅡに，ほぼ相当すると考えられる．グループⅢは，

ブラックタイプ，タイプⅠに，含まれているらしい．

高島の東海岸と西海岸の2地点（Fig．1）において，

捕獲岩の量比を測定した．方法は，海岸の約50m中のすべての転石中の捕獲岩を球で近似し，その径を測定し，体積を求めた．Fig．2に，各々の岩石の量比を示してある．両地点において，グループⅠの超塩基性岩が極めて卓越している事，その中でもクリノパイロクシナイトが卓越している事は，共通している．しかし，

西海岸ではグループⅡの岩石は特に少なく，特にウェブスタライト類は見られない．また，グループⅢの岩石は極少量である．

また，Fig．3に超塩基性捕獲岩のモードを示してある．参考のために，岡山県荒戸山の捕獲岩のモード（藤原，1980MS）も示す．タサイト中のスピネルの含有

Eqst

West

量にはばらつきがあるように思われる．Fig．3において，ダナイトからクリノパイロクシナイトまで，カンラン石と単斜輝石の量比は，漸移しているように思われる．

4．着石記載

（1）グループⅠ

ダナイトダナイトは，ほとんどカンラン石とスピネルから成り，単斜輝石と斜方輝石が時々少量含まれる．カンラン石は，ほとんどモザイク状で，波動消光を示し，キンク・バンドを有する．スピネルは，不透明ないし褐色で，自形から半白形の形状をなし，カンラン石の間にほぼ一様に散在している．量は0．2％

から7．7％まで変化している．単斜輝石は，緑色で他形であり，カンラン石との粒界はモザイク状にならないことが多い．波動消光を示すことはあるが，離潜ラメラはほとんど見られない．斜方輝石は，多色性を示し，他形で波動消光は見られるが，離溶ラメラはほとんどない．

ウェールライトウェールライトは，カンラン石，

む

● ■

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⊃

⊂⊃

〇三

L

．⊂むき

＞く 0 L

＞ヽ

⊂L 0

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0 L

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8 くつ

む

・．・・■

⊂ 0

しくう

Fig・2・Frequency（volume ratio）of ultramafics of GroupI（blank）and GroupⅢ（dotted），

and feldspathic rocks（ruled）from Tat a−Shima．

(5)

Cpx

Opx

Fig・3・Modalamoヮnts ofolivine（Ol），Orthopyroxene（Opx）andclinopyroxene（Cpx）in ultramaficincluslOnS fromTaka−Shima・Data of Arato−yチma are from Fujiwara（19 80MS）・1・dunite・2，Wehrlite・3・1herzolite・4，harzburglte・5，01ivineclinopyroチenite・

6，01ivine websterite．7．01ivine orthopyroxenite．8，Clinopyroxenite．9，Websterlte．10，

0rthopyroxenite．

単斜輝石，スピネルから成り，少量の斜方輝石を含むことがある．カンラン石は，モザイク状で，波動消光を示し，キンク・バンドを有する．単斜輝石は緑色で，

波動消光を示すが，離溶ラメラはほとんど見られない．

カンラン石との関係は，単斜輝石の多い部分では，カンラン石は，やや細粒円形で，カンラン石の多い部分では，モザイク状になっている．スピネルは，半白形から他形で，単斜輝石の多い部分に濃集している場合がある．細粒のものから粗粒のものまで大きさはいろいろと変化している．斜方輝石は，細粒で，単斜輝石

に含まれている．

カンラン石クリノパイロクシナイトカンラン石クリノパイロクシナイトは，単斜輝石，カンラン石，スピネルから成り，斜方輝石を含むことがある．単斜輝石は，緑色で，ややモザイク状を呈し，波動消光が見られる．離溶ラメラは，夕、ナイト，ウェールライトに比べれば多くなっているが，顕著ではない．カンラン石は，単斜輝石よりやや細粒で，円形に近い形状をなしている．波動消光，キンク・バンドが見られる．カンラン石のみが集合している部分では，モザイク状を

(6)

呈する．スピネルは，不透明で，半白形から他形で，

大きさ，量は変化が大きく，一貫した特徴はない．斜方輝石は，粗粒他形で，カンラン右をポイキリティッ

クに含む．

クリノパイロクシナイトクリノパイロクシナイトは，ほとんど単斜輝石のみから成り，スピネル，斜方輝石，カンラン石を含むことがある．単斜輝石は，全体的にややモザイク状で，．粒界は直線的なものからやや複雑なものまで，いろいろ変化する．離溶ラメラは，

ほとんどの粒子にあるが，あまり顕著ではない．波動消光，キンク・バンドの見られるものもある．スピネルは，褐色から不透明で，半白形から他形の形状をなし，散在することが多い．斜方輝石は，やや細粒円形で，ポイキリティックに単斜輝石中に含まれている．

多色性があり，波動消光を示すものもある．離潜ラメラのあるものもあるが，あまり顕著ではない．カンラン石は，波動消光，キンク・バンドを示し，円形の形状をしている．

ウェブスタライト，カンラン石ウェブスタライト主に，単斜輝石，斜方輝石から成り，カンラン石の量

により，ウェブスタライトとカンラン石ウェブスタライトに分かれるが，組織はほとんど同じである．単斜輝石，斜方輝石は，ともにややモザイク状で，離溶ラメラを有し，波動消光を示すことがある．斜方輝石にはキンク・バンドのあることもある．カンラン石は，

やや細粒円形で，キンク・バンドを示す．スピネルは不透明〜褐色である．

オルソパイロクシナイトほとんど斜方輝石から成る．斜方輝石は，多色性が顕著で，モザイク状で，波動消光を示し，離溶ラメラを有する．単斜輝石もわずかだが存在する．カンラン石は，斜方輝石の粒間にあ

る．スピネルは半白形から他形で，散在している．

（2）グループⅡ

クリノパイロクシナイトクリノパイロクシナイトは，ほとんど単斜輝石から成り，カンラン石，斜方輝石を含むものもある．スピネルは，ほとんどない．単斜輝石は，緑褐色から褐色で，虫くい状のような，太い離潜ラメラが著しい．粒問はスポンジ状になってい

ることが多い．また，細粒鉱物が，できていることもある．斜方輝石は，多色性を呈し，波動消光が著しい．

太い離溶ラメラを有する．カンラン石は，やや細粒円形で，ポイキリティツクに単斜輝石に含まれている．

また，非常に細粒のカンラン石が，細粒スピネル，斜長石と共に，単斜輝石の粒問にあることが多い．

ウェブスタライト，カンラン石ウェブスタライトウェブスタライト，カンラン石ウェブスタライトは，

単斜輝石，斜方輝石から成り，カンラン石を含むことがある．スピネルはほとんどない．単斜輝石，斜方輝石共に粗粒で，他形であり，虫くい状のような太い離溶ラメラが著しい．粒間には，細粒鉱物及び細粒カンラン石，斜長石が，できていることが多い．カンラン石は，やや細粒円形で，ポイキリティックに輝石中に含まれていることが多い．

オルソパイロクシナイト，カンラン石オルソパイロクシナイト，ハルツバージャイト主に，カンラン右，

斜方輝石から成る．少量の磁硫鉄鉱を含むものもある．

カンラン石には，キンク・バンドがあり，粗粒のものは，集合してモザイク状を呈し，細粒のものは，ポイキリティックに斜方輝石に包有されている．斜方輝石は，多色性を呈し，粗粒で，離溶ラメラは少ない．波動消光が見られる．玄武岩との問には反応縁が発達し，

捕獲岩の内部の方まで，反応は伸びている．

（3）グループⅢ

クリノパイロクシナイトクリノパイロクシナイトは単斜輝石，スピネルから成る．斜方輝石を含むものもある．単斜輝石は，紫褐色で粗粒，離溶ラメラが顕著である．粒間は複雑で，スポンジ状になっていたり，

細粒鉱物ができていたりする．スピネルは，粗粒，緑色で，グループⅠ，グループⅡに比べ，かなり多く含まれる．

ウェブスタライト，カンラン石ウェブスタライト斜方輝石，単斜輝石，カンラン石，スピネルから成る．

斜方輝石，単斜輝石は，紫褐色で，粗粒，他形，離溶ラメラが顕著である．波動消光も見られる．カンラン石は，細粒円形で，ポイキリティツクに単斜輝石，斜方輝石中に含まれる．スピネルは，緑色から灰緑色で

(7)

細粒カンラン石が，縁にできていることが多い．

オルソパイロクシナイト斜方輝石，スピネルのみから成る．斜方輝石は，紫褐色で多色性があり，モザイク状になっている．離溶ラメラは少ない．スピネルは，他形で，色は縁褐色から灰褐色までいろいろと変化する．このオルソパイロクシナイトは，ダナイト中の脈になっていたり，ダナイト破片を取り込んだような形態を示す（Fig．4）．

（4）メガクリスト

斜方輝石淡褐色で，大きさは約1×lc痛で，離溶ラメラはほとんどない．不透明鉱物を含むことがある．

玄武岩との境界には，反応縁ができている．

単斜輝石淡褐色で，大きさは約1×1C廟で，離溶ラメラはほとんどない．累帯構造の見られるものがある．玄武岩との境界は，スポンジ構造になっている．

不透明鉱物を含むものが多い．まれに，細粒な斜方輝石を含むものや虫くい状の離溶ラメラを示すものがある．

斜長石大きさは約1×1（媚で，りん灰石の包有物を含む．

（5）ガプロ

ガプロは斜長石，単斜輝石，斜方輝石，カンラン石を含む．粗粒スピネルで，内側に斜長石のできているものがある．斜長石には，累帯構造，アルバイト双品が見られる．

（6）カコウ閃緑岩

カコウ閃緑岩は，体積で40％くらいが溶けてしまって，褐色ガラスになっている．溶けていない部分は，

ほとんど斜長石，石英から成っている．斜長石は，累帯構造が見られるが，かなり変質している．また，急冷によりできたと考えられる細粒斜方輝石を含むもの

もある．

（7）カコウ若

カコウ岩は石英，斜長石，マイクロクリンから成る変質した部分がかなり多い．石英はあまり変質してい

ない．斜長石には，累帯構造が見られる．

（8）複合捕獲宕

一つの岩片に2種類以上の岩石が認められる時，それを複合捕獲岩（composite xenolith）という．グループⅠとグループⅡ，グループⅠとグループⅢ及びグループⅠとグループⅡとグループⅢから成る複合捕獲岩が見つかったので，それらについて記載する（Fig．

4）．複合捕獲岩は，地下深部での岩石の生成の前後関係，その他の情報を与える重要なものである．

TE−018 タサイト（グループⅠ）の中をオルソパイロクシナイト（グループⅢ）の脈が貫いていたり，

オルソパイロクシナイトの中に，ダナイトの破片が取り込まれているのが観察できる．斜方輝石は，狭いところでは細粒モザイク状，広いところでは粗粒他形となっている．また，オルソパイロクシナイト中に，細粒の二次的なカンラン石の脈がある．このダナイト巾のスピネルには，斜方輝石の縁（fringe）がついていることが多い．オルソパイロクシナイト中のスピネルには，細粒なカンラン石の縁がついていることが多い．

TE−009 オルソパイロクシナイト（ク1レープⅢ）

の中に，ダナイト（グループⅠ）の破片が取り込まれている．斜方輝石は，細粒モザイク状で，カンラン石は，斜方輝石に比べ粗粒で，モザイク状である．ダナイト中のスピネルは褐色で，斜方輝石の縁のあることが多い．オルソパイロクシナイト中のスピネルは，他形で，色は縁褐色，灰褐色，灰緑色と変化に富んでい

る．

T−033 ダナイト（グループⅠ）をオルソパイロクシナイト（グループⅡまたはⅢ）の脈が貫いている．

脈の幅は斜方輝石の結晶一個分しかない（Fig．4）．

タサイト中のスピネルは，オルソパイロクシナイトの脈の近くのものでは，斜方輝石の縁がついている．オルソパイロクシナイトには，更に，細粒カンラン石の脈がある．

TE−021 ダナイト（グループⅠ）とウェブスタライト（グループⅡ）が，接していて，その境界付近のダナイト中に，オルソパイロクシナイト（グループ

Ⅲ）の脈がある．ダナイト中のスピネルは，オルソパ

(8)

TK−0鳩ト053b ^T−（治7

巨aol仙e

Orthopyroxene

Clinopyroxene

SPinel

SPinel with opx Or Oltringe SeCOndQryOlivine host bqsqlt

Fig．4．Microscopic sketches of6composite xenoliths（See the text）．Scale barisIcm．

イロクシナイトの脈の近くのものでは，斜方輝石の縁がついている．

T−053もダナイト（グループⅠ）のすき間に，ウェブスタライト（グループⅢ）がはいり込んだような形態を示す．また，ダナイト中に，オルソパイロクシナイト（グループⅢ）の脈がある．ダナイト中のカンラン石に比べ，ウェブスタライト中の輝石は，粗粒で，

他形である．ウェブスタライトには，細粒円形のカン

・ラン石が，ポイキリティックに含まれている．ダナイト中のスピネルには，斜方輝石の縁，細粒カンラン石の縁，または，両方の縁がある．ウェブスタライト中のスピネルは，粗粒のものが多く，細粒カンラン石のできていることがある．

T−087 ダナイト（グループⅠ）とクリノパイロ

クシナイト（グループⅡ）が接している．境界には，

細粒カンラン石のできていることが多い．単斜輝石は，

カンラン石に比べ，かなり粗粒である．

以上より，グループⅠとグループⅢの前後関係は，

明確である．すなわち，グループⅢは，グループⅠを捕獲岩として含んだり，グループⅠを脈として貫く事より，グループⅠより新しいことがわかる．

Fig．4では，明らかではないが，野外では，グループⅠの岩石がグループⅡの岩石に包有される例は，多数観察でき，グループⅡがグループⅠより新しい事は確かである．これは，岩石の組織からも支持される．

すなわち，グループⅡの岩石は，鉱物のパッキングが密でなく，また，ソリダス下の平衡も十分ではない．

また，グループⅢとグループⅡの前後関係を示すもの

(9)

は無いが，グループⅢは，岩石そのものの組織（鉱物のパッキング，再結晶の程度）は，グループⅠに似ており，従って，グループⅡは，グループⅢより新しい可能性が高い．すなわち，生成順序は，グループⅠ，

Ⅱ，Ⅲ，となるであろう．

また，この様な複合捕獲岩の存在は，捕獲岩を3つのグループに分ける事の妥当性を示すものである．すなわち，グループⅠの岩石と，グループⅡ，Ⅲの岩石との生成時期が明らかに異なり，違ったシリーズに属する事を示す．

5．鉱物の化学組成

（1）粉末Ⅹ緑法によるカンラン石の組成

最も重要な鉱物であるカンラン石の組成を，詳しく検討するために，ダナイト，ウェールライト，カンラン石クリノパイロクシナイトについて，Ⅹ線回折計（東芝，ADG−102）を使用し，Jackson（1960）のX線測定法により，164個のカンラン石のフォーステライ

ト成分を求めた．走査速度を兢0／分，チャートスピードを600m／時間とし，標準物質LiFのピークとカ

90 85 80 Fb

Fig．5．Frequency histogram of Fo contentin

olivine from Taka−Shima ultramafics determined

by X−ray method（Jackson，1960）．

ンラン石のピークの距離から，次式によりフォーステライト成分の値を求める．

Fo＝

4．4587−オズ／4 0．017855

（オズ（m）：LiFのピークとカンラン石のピークの距離）

得られたFoモル％のヒストグラムをFig．5に示す．

ダナイト中のカンラン石のFo モル％は，一見してバイモーダルの分布を示す（Fig．5）．すなわちFo90 付近とFo85付近に，2つのピークを持っている．

また，これらの一部をEPMA（東大理学部，日本電子製JXA5型）により分析した．両者によって得られたFoモル％を，Fig．6で対比した．理由は不明であるが，EPMAの方が平均して1モル％程度高い Fo含有量を与える（Fig．6）．

（2）EPMAによるハルツバージャイト（T−017）

の分析

ハルツバージャイトは，高島では，初めて報告されたものであり，また，マントル物質としても一般に重要であるので，その岩石学的性質を明らかにするために，EPMAにより鉱物の分析を行なった．このハ

＜三 d 山

85 90 X−rqy

95 Fo

Fig．6．Correlation of Fo contentsin olivine determined by EPMA and X−ray diffractometer．

Filled circle，Taka−Shima dunites．Open circle，

Arato−yama（Fujiwara，1980MS）．

(10)

Tablel．EPMA analyses of minerals from harzburgite（T−017）．

No． 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10

SiO2 52．6

A1203 1．23 TiO2 1．00

FeO＊ 5．99

MnO O．20 MgO 17．3 CaO 19．7 Na20 0．50 NiO nd Cr203 0．61

Tota1 99．1

53．2 37．9 3．86 0．05 0．34 0．01 9．55 18．3 0．22 0．30

29∴5 41．8

1．91 0．22 0．09 0．02 nd nd O．30 0．03

99．0 98．6

38．9 38．4 53．9 0．08 0．04 2．67 0．01 0．03 0．16 14．8 15．6 9．68 0．26 0．27 0．20 44．5 44．0 30．1

0．25 0．14 2．19 0．02 0．04 0．10 0．19 0．25 nd O．02 0．02 0．29

99．0 98．8 99．3

52．7 37．2 2．88 0．07 0．20 0．00 8．67 14．7 0．16 0．20 31．4 45．6

2．18 0．20 0．10 0．00

nd o．30

0．42 0．00

98．7 98．3

38．9 38．5 0，06 0．07 0．03 0．05 16．2 15．3

0．25 0．26 43．7 45．1

0．19 0．21 0．00 0．00 0．15 0．17 0．00 0．02

99．5 99．7

Mg O．497 0．814 0．800 0．840 0．832 0．811 0．830 0．845 0・825 0・837

Ca O．407 0．038 0．003 0．003 0．002 0．042 0．041 0．003 0．003 0．003

Fe＊ 0．096 0．148 0．197 0．157 0．166 0．146 0．129 0．152 0．172 0．160

Mg＊ 0．838 0．846 0．803 0．843 0．834 0．847 0．866 0，847 0．828 0・840

No．1，Clinopyroxene・Nos・2，6and7，0rthopyroxene・Nos・3to5，and8tolO，01ivine・

See Fig．7for analyzed points・FeO＊and Fe＊，tOtaliron as FeO and Fe，reSpeCtively・

Mg＊，Mg／Mg＋Fe＊ atomic ratio．

ルツバージャイトは，カンラン石と斜方輝石がほぼ半分ずっ含まれ，単斜輝石はほとんど存在しない．また，

スピネルも含まれず，代わりに球形の磁硫鉄鉱がカンラン石中に包有されている．ハルツバージャイトの鉱物の分析結果をTablelに，組織のスケッチおよび分析箇所をFig．7に示した．カンラン石は，粗粒なもの，

細粒でポイキリティックに斜方輝石に含まれるもの，

ともに，ノーマルな累帯構造を示す（Tablel，Fig．7）．

最もMgに富むものはFo84．7，NiOO・30wt％を与える．No．3（Tablel）はFo80．3とMgに乏しいが，これ

は母岩の液との反応で生じた二次的なものである．斜方輝石は，粒子の中心部は，Mg／Mg＋Fe＊原子比

が，0．846〜0．847（Nm2とNo．6）であるのに対して，

粒子の縁辺部で，同比が0．866を示し，逆の累帯構造を示す．CaO含有量，Ca／Mg＋Fe＊＋Ca原子比は，それぞれ，2wt％，0．04前後と，かなり高い値を示す．

Cr203も0．3〜0．4wt％含まれる．単斜輝石は，斜方

5 mm

Fig．7．Microscopic sketch of harzburgite（T−017）

（orthopyroxene−rich part），Showing analyzed

points（Nos．1tolO）byEPMA．See Tablel．

(11)

輝石中の細いラメラ，または，プレブとして産するのみである．Nα1（Tablel）は，まれに存在するプレブの分析値である．Mg／Mg＋Fe＊比は0．838と比較的低い，またCa含有量も低い．Cr203を0．6wt％含

むクロム・オージャイトである．

このハルツバージャイトは，Feに比較的富むこと，

クロムスピネルを欠き，磁硫鉄鉱を含むことが特徴で，

いわゆるマントル・カンラン岩としてのハルツバージウイトとは，明らかに異なる．

また，平衡温度は，単斜輝石のCa含有量が低いのに対して，斜方輝石が比較的Caに富む事，単斜輝石とカンラン石のMg−Feのみかけの分配定数が1に近い事等から，かなり高い（おそらく12000C以上）と思われる．しかし，斜方輝石中にラメラが存在すること，

キンク・バンドが認められることから，ソリグ、ス下での再結晶は，受けている様に思える．

Di

6．考察

マントルの進化が，初生マントル物質であるとされているレールゾライトから始まるとすると，部分溶融によって生じた液が分別された場合，残りの固相は，

ハルツバージャイト，もしくは，単斜輝石にやや乏しいレールゾライトになる．液が，さほど上昇せずに固結すると，ウェブスタライト，もしくはカンラン石ウェブスタライトになる．この系列の上部マントル物質は，一の目潟，三の目潟より得られる（佐伯，

1979MS；ARAI and SAEKI，1980）．液が上昇した場合は，カンラン石の領域の拡大により，ダナイトの形成が見られる．引き続きパイロクシナイト類が形成される．この系列の上部マントル物質は，西日本各地において得られる（例えば，TAKAHASHI1978；藤原，1980MS）．従って，上部マントルの一般的な構

Fo En SiO2

Fig．8．Schematic phase diagram of forsterite（Fo）−diopside（Di）−Si（元 system，

showing genesis of GroupI ultramafics from Talくa−Shima（after Obata，1972）．

Enss，enStatites。Iid去。l。ti。n．Diss，di。PSide s。lids。1。ti。rl（S。。th。t。Xt）．

(12)

造としてハルツバージャイトまたはレールゾライト

（これらをマントル・カンラン石という）の上，もしくは中にポケット状に，ダナイト，パイロクシナイト等の結晶沈積作用によってできた岩石（この部分をキュムラス・マントルという）が存在する場合が考えられる．

高島の超塩基性捕獲岩には，マントル・カンラン岩は存在せず，すべてキュムラス・マントル起源であると考えられ，前述の様に，組織から，Ⅰ，Ⅱ，Ⅲの3 つのグループに分ける事ができる．

グループⅠの生成は，OBATA（1972MS）が考えた様に，Fig．8において考える事ができる．Fig．8に示した様な液相境界線は，ある程度以上の高圧では，

水の存在下でのみ実現される（例えば，KUsHIRO，

1969）が，高島のグループⅠの様に多量のクリノパイロクシナイトを作るためには，Fig．8の様な液相境界

Di

線の位置が必要である．a点の液を出発点とする完全分別結晶作用を考えると，Fig．8でaからもまでは，

カンラン石のみを晶出（ダナイトの生成）し，bから Cまでは，カンラン石と単斜輝石がコテクティツクに品出する（カンラン石クリノパイロクシナイトの生成）．e点で−単斜輝石の組成がCになった時，カンラン石と単斜輝石のコテクティツクな関係は終り，反応関係が生じる．このため，液は単斜輝石の領域に入り，クリノパイロクシナイトを沈積する．dにおいて液は，単斜輝石と斜方輝石のコテクティツクな液相境界線に到達し，ウェブスタライトを生成しながらeの方向へ進む．この様にして，一連のグループⅠの諸岩石の生成は説明され得る．但し，ウェールライトは，

相平衡図からは生成が不可能である．おそらく，ダナイトとカンラン石クリノパイロクシナイト（またはクリノパイロクシナイト）の混合物か，単斜輝石が，粒

R）

Fig．9．Schematic phase diagram of forsterite（Fo）−diopside（Di）−SiO2SyStem，

Showing genesis of GroupIIultfamafics from Taka−Shima（See the text）．

(13)

間の液相から品出したカンラン石沈積岩であろう．

グループⅡの諸岩石は，その産状，組織から判断して，グループⅠとは全く別のマグマ活動によって生成されたと考えられる．Fig．9に，やはり仮想的な相平衡図をかかげ，グループⅡの一連の岩石の生成を考えてみる．aからeまでは，本質的には，Fig．8と同じである．eにおいて，減圧その他により，カンラン石領域の拡大があったとする．そうすると，e点はカン

ラン石の領域に入り，eからfで再びダナイトの生成がある事になる．fにおいて，液は斜方輝石の領域にぶつかり，0の斜方輝石を出しつつ，gへ進む．この間オルソパイロクシナイトが生成される．gで液は，

単斜輝石と斜方輝石の液相境界に到達し，九へ向かう．

この間，ウェブスタライトが生成される．eの時点における，カンラン石領域の拡大は，グループⅡに属するカンラン石一斜方輝石沈積岩（ハルツバージャイト，

カンラン石・オルソパイロクシナイト，オルソパイロクシナイト）の生成を可能にするために仮定したものである．ハルツバージャイト（T−017）は，カンラン石の多い部分と斜方輝石の多い部分からなり，ダナイトとオルソパイロクシナイトとの混合物である可能性がある．すなわち，e→f→gの問に沈積結晶が混合してハルツバージャイトができた．ハルツバージャイト（TrO17）中のカンラン石はFo84前後の組成

（Tablel）で，比較的Feに富み（Fig．5，Fig．6），

Fig．9において，ハルツバージャイトの生成が比較的後期に起こるのと矛盾しない．Fig．5における，Feに富むグループのダナイトは，Fig．9でいうと，e→f の間で生成されたものであろう．これは，ハルツバージャイト（T岬017）のカンラン石の組成Fo84（EP MAで決定）は，Fig．5でFo82〜Fo83に相当する

（Fig．6を見よ）−即ち，Feに富むグループのダナイト中でも，よりFeに富むダナイトのカンラン石の組成に相当する事とも矛盾しない．

タサイトは，すべてグループⅠに属するとしてきたが，輝石類を含まない岩石では，分類の決め手が無く，

従ってダナイトの一部は，グループⅠ以外に属する可能性がある．従って，ダナイトの一部はグループⅡに属するものとすれば，Fig．5のよりMgに富むグルー

TGkq−Shimq

′ク

□l□

。。。。l。

t ロロロロl □

□ □ ロロ

ロロロロ

GrGnite

O ロロロ

◇ ◇ ◇ ◇ ◇

◇ hQrZburgite′LherzoLite ◇ ◇

◇ ◇ ◇ ◇ ◇ ◇ ◇ ◇

Fig．10・Schematic cross section beneath Taka−

shima．Not to vertical scale．

プのダナイトは，Fig．8とFig．9のa→もの間で作られ，よりFeに富むグループのダナイトはFig．9のe

→fの問で作られたものであるとする解釈も可能であ

る．

グループⅢの岩石は，ほとんどすべて，輝石類とスピネルがコテクティックに品出したものであると思われ，グループⅠ，Ⅱのパイロクシナイトを作ったもの

とは，全く異なった組成の液から生成されるものであろう．

高島付近の地下深部の構造を推定してみると，Fig．10 の様になる．グループⅠの岩石は，捕獲岩としての出現頻度が最も高く，おそらく，マントル・カンラン岩

（ハルツバージャイトまたはレールゾライト）とモホ面間に，厚く存在していると思われる．下部ほどダナイトが多く，上部には，クリノパイロクシナイトの厚い層が存在する．グループⅢの岩石は，ほぼダナイト中

(14)

にのみごく少量網目状に存在する．これらを切って，

グループⅠのダナイト層中に，大きなポケット状に，

グループ皿の岩石よりなる岩体がある．ポケットは，

上下2つに分かれ，上のポケットには，Feに富むダナイト，ハルツバージャイトが存在する．

高島の下には，かなり複雑なプロセスで作られたキュムラス・マントルが厚く分布している．高島のアルカリ玄武岩を作ったマグマは，キュムラス・マントル中の溜りから噴出したために，マントル・カンラン岩を欠き，キュムラス・マントルを表わす多様の超塩基性岩より成る一連の捕獲岩が得られたのであろう．

謝辞

この研究に使用した捕獲岩の採集にあたり，静岡大学理学部地球科学教室の，藤原正人（現在池田市役所），衣笠誠一郎，土山宏氏に大変お世話になりました．

また藤原正人氏には，捕獲岩についての議論をしていただきました．東京大学理学部の久城育夫教授，中村保夫助教授には，EPMAの使用を許可していただきました．以上の方々に深く感謝いたします．

文献

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